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Selon les estimations des chercheurs, l'avancée de la plaque indienne se poursuivrait toujours à raison de 5 à 7 cm annuellement tandis que l'Himalaya s'élèverait de 5 mm par année. La région himalayenne est donc géologiquement très active. Les tremblements de terre y sont relativement fréquents (tremblements de terre de magnitude supérieure à 8 sur l’ensemble du Népal). Le risque sismique est évalué et étudié à l’aide d’un réseau de 22 stations géré par le Département des mines et géologie (DMG) de Katmandou en collaboration avec le CEA. Comparée à d’autres chaînes comme les Alpes, l’Himalaya offre un cadre exceptionnel pour comprendre de quelle manière les montagnes se mettent en place : parce que les phénomènes sont plus rapides et qu’ils sont amplifiés, les objets que l’on y découvre offrent une vision « plus grande », « plus large » et donc plus pédagogique des mécanismes de l’orogénèse.
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La convergence entre deux plaques continentales
La chaîne montagneuse de l’Himalaya est un exemple de collision continentale. Il y a 40 millions d’années, la plaque indienne entre en collision avec la plaque eurasiatique. Les énormes forces de pression qui résultent de ce choc provoquent un gigantesque soulèvement montagneux. Il s’agit des 3000 km de la chaîne de l’Himalaya avec le mont Everest pour point culminant (8848 m). Plus au Nord, en arrière de cette ligne de front, la plaque eurasienne est soulevée sur plus de 2,5 millions de km2. C’est le plateau tibétain avec une altitude moyenne supérieure à 4000 m.
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Douvilleiceras mammillatum (Albien inférieur)
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L’un des paysages les plus spectaculaires d’Indonésie : le Mont Bromo
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Le krakatoa
Siué entre Sumatra et Java, ce volcan de type explosif forme un archipel de quatre îles. C'était un stratovolcan de 2 000 mètres environ de hauteur lorsqu'il fut détruit, en 1680-1681, au cours d'un premier cycle éruptif. Il n'en subsista qu'une caldeira et trois îlots qui forment le soubassement des îles actuelles de Rakata (au sud), de Verlaten (au nord - nord-ouest) et de Lang (au nord - nord-est). Le volcan est surtout connu pour son explosion du 27 août 1883, une des plus violentes de mémoire d'homme. il résulte de la subduction de la plaque indo-australienne sous la plaque eurasienne. Passé 1883, le volcan est resté endormi pendant un demi-siècle avant de se réveiller à nouveau. L'éruption suivante a eu lieu en 1927 et a conduit à la création de la petite île nommée Anak Krakatau où la majorité des éruptions actuelles se produisent. Depuis les années 1920, le volcan a connu une quarantaine d'éruptions. La dernière remonte à mai 2014.
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Volcanisme en Indonésie
L’Indonésie, archipel de plus de 13000 îles, se déploie sur 5000km entre l’Asie continentale et l’Océan Indien. Cette région du globe subit régulièrement de très nombreux séismes mais elle est aussi très affectée par le volcanisme. L’Indonésie, c’est la plus vaste zone volcanique du monde. Le pays compte plus de 500 volcans, dont une centaine en activité.
Les îles d’Indonésie forment un arc insulaire. Elles sont constituées par l’accumulation de lave sur le fond marin qui finit par émerger à la surface de l’océan. L’altération de ces laves donnent des terres fertiles rapidement colonisées par l’homme et ce malgré les risques d’éruption, de séismes et de tsunamis comme l'attestent les images ci-dessus.
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Un tsunami est une onde marine exceptionnelle déclenchée par un soudain déplacement du plancher océanique. Des vagues prodigieuses, progressant sur le littoral à plus de 800 km/h, générées par cette onde marine ont balayé les côtes détruisant tout sur leur passage. En décembre 2004, l'onde marine fût ressentie jusque sur le littoral oriental de l'Afrique où des dizaines de morts et disparus ont été comptabilisés au Kenya, en Tanzanie et en Somalie à quelque 6 000 km à l'ouest de l'épicentre… L'essentiel du tsunami a été toutefois ressenti dans un rayon de 2 000 km autour de l'épicentre.
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Un séisme exceptionnel déclenche des tsunamis meurtriers dans l'océan Indien
Le dimanche 26 décembre 2004, à 7 h 58, heure locale, un tremblement de terre de magnitude 9,3 se produit au large de l'Indonésie, déclenchant un tsunami dévastateur qui fera plus de 220 000 morts. La puissance du séisme sous-marin (le plus important dans le monde depuis celui du Chili en 1960) est telle que la terre se soulève, faisant surgir une vague qui dévaste, trente minutes plus tard, la province indonésienne d'Aceh, dans le nord de l'île de Sumatra. Ce sera la région la plus touchée, car, à proximité immédiate de l'épicentre : des dizaines de villages sont rayés de la carte, la puissance de la secousse allant même jusqu'à déplacer des îles. Rien que sur la côte ouest de Sumatra, 131 000 personnes périssent. La vague déferle ensuite sur l'ensemble du littoral du golfe du Bengale, frappant successivement les côtes de la Thaïlande, de la Birmanie, du Sri Lanka, de l'Inde (notamment les archipels d'Andaman et Nicobar). Environ six heures après le début de la catastrophe, les côtes de l'Afrique de l'Est (Somalie, Tanzanie, Kenya) sont atteintes par le tsunami.
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Convergence entre deux plaques océaniques
Les plaques indo-australienne (sur laquelle repose l’Inde) et eurasienne se superposent dans les profondeurs de l'Océan Indien, près de l'Indonésie. Cette zone, située entre les îles de Java et de Sumatra, se trouve à l'intersection de plusieurs failles et subit la subduction (c'est à dire l'enfoncement) de la plaque indo-australienne sous la plaque eurasienne qui engendre une importante séismicité. L'interface entre la plaque indo-australienne et la plaque asiatique, une grande faille inversée d'environ 1 000 km (la partie supérieure du bloc chevauche la partie inférieure), a glissé pendant près de 10 minutes lors du tremblement de terre du 26 décembre 2004 (le plus long jamais enregistré). L'énergie dégagée équivalait alors à environ 23 000 bombes atomiques de type Hiroshima... Le phénomène en lui-même est parfaitement connu : la plaque indienne avance de 5 à 6 cm par an, en moyenne, relativement à la plaque asiatique (5 cm au nord de la faille, 6 cm au sud). Philippe Lognonne, de l'Institut de physique du globe IPG/CNRS de Saint-Maur, précise que les ondes sismiques se propagent à raison de 3,5 km/seconde soit plus de 10 fois plus vite que l'onde de tsunami, une vague solitaire qui se propage de façon relativement lente, 1 000 km/h, soit la vitesse d'un avion.
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La tectonique des plaques et ses conséquences
La terre est actuellement composée de 12 plaques principales qui se déplacent, se heurtent, se frottent et glissent les unes sur les autres entrainées par les mouvements de convection de l’asthénosphère. La plupart de ces déplacements sont imperceptibles (quelques millimètres à quelques centimètres par an). Les séismes se produisent en général à la jonction de ces plaques. Pourquoi la terre se met-elle à trembler d’un seul coup alors que les plaques bougent en permanence ? Les roches de surface moins visqueuses frottent les unes contre les autres induisant une résistance importante à l’avancée d'une plaque. Ainsi se créent de grandes contraintes jusqu’au moment où cette énergie de frottement est libérée d’un seul coup entrainant des séismes qui peuvent être très violents. Le mouvement des plaques entraine aussi une transmission des contraintes sous la forme d’un réseau de failles au sein même de la plaque en mouvement. Là aussi, la roche peut travailler de manière aléatoire et provoquer des tremblements de terre qui peuvent être très dévastateurs car la roche cède à faible profondeur. La plaque qui plonge est aussi affectée par un réseau de failles mais leur grande profondeur fait que les tremblements de terre induits sont beaucoup moins dangereux. En surface, le vrai danger c’est quand la fréquence des ondes émises par le séisme devient identique à la fréquence d'oscillation d'un bâtiment. Dans ce cas les fréquences s’ajoutent (elles entrent en résonance) et l’amplitude augmente jusqu’à provoquer l’effondrement de ce bâtiment.
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La terre est formée de couches concentriques de nature et d'épaisseur différentes. Du centre vers l'extérieur, on distingue :
Le noyau interne, également appelé graine, composé de nickel et de fer à l'état solide Le noyau externe, composé de nickel et surtout de fer à l'état fondu Le manteau inférieur, de composition variée Le manteau supérieur, de composition variée, légèrement moins dense que le manteau inférieur La croûte continentale ou océanique.
L'asthénosphère regroupe le manteau inférieur et la majorité du manteau supérieur.
La lithosphère regroupe la partie externe du manteau supérieur et la croûte. Ces deux ensembles se distinguent par leur rigidité : forte pour la lithosphère, faible pour l'asthénosphère.
Les plaques
La lithosphère, rigide et cassante, est morcelée en plusieurs fragments, les plaques. Sept plaques majeures recouvrent la surface terrestre. Des mouvements de convection au sein de l'asthénosphère rendent mobiles ces plaques, avec des vitesses de quelques centimètres par an. Ce phénomène, communément appelé la dérive des continents, entraîne aux zones de contact des plaques des mouvements relatifs de divergence, de convergence ou de coulissage.
La divergence
La divergence de deux plaques est à la base de la création de la croûte océanique. Les zones de divergence de plaques sont marquées sur le fond des océans par les dorsales océaniques, qui sont les plus importants systèmes volcaniques de la Terre. Elles correspondent à des remontées de magma qui, lorsqu'il arrive en surface, durcit et forme alors la croûte océanique. La croûte nouvellement formée s'éloigne de part et d'autre de la dorsale ; c'est la divergence.
La convergence
La convergence entre deux plaques est la cause principale de la formation des chaînes de montagnes, du volcanisme et des séismes. Lorsque deux plaques convergent, la quantité de matière qui disparaît sous le manteau est égale à celle formée au niveau des dorsales. Il existe trois types de convergences : La convergence entre deux plaques océaniques : la plus dense des plaques plonge sous l'autre; c'est une subduction. En surface, des arcs insulaires volcaniques se forment. Ainsi, les Antilles résultent de la subduction de la plaque Amérique sous la plaque des Caraïbes. La convergence entre une plaque océanique et une plaque continentale : la croûte océanique, plus dense, plonge sous la plaque continentale. Cette subduction se traduit en surface par la formation d'une chaîne de montagne volcanique, telle que la cordillère des Andes. La convergence entre deux plaques continentales : contrairement aux deux cas précédents, cette convergence ne donne pas lieu à une subduction, mais à une collision. La plaque la plus faible se plisse ; apparaissent alors des chaînes de montagnes et de grands systèmes de failles. La sismicité y est importante mais le volcanisme quasi inexistant. La collision de la plaque indienne avec la plaque eurasiatique a entraîné la formation de l'Himalaya. Exemple : Les Alpes ont, elles, été formées par la collision de la plaque africaine et de la plaque eurasiatique.
Le coulissage
Lors des convergences et des divergences, les mouvements sont sensiblement perpendiculaires à la frontière des plaques. Lorsque ce mouvement devient principalement parallèle à cette frontière, le phénomène est appelé coulissage. Tout comme la convergence entre deux plaques continentales, le coulissage se traduit par une forte sismicité et un volcanisme quasi inexistant. Ainsi, la faille de San-Andreas, qui marque un coulissage entre la plaque océanique du Pacifique et la plaque continentale nord-américaine, est responsable des nombreux séismes qui affectent la région de San-Francisco.
A ces trois types d'interaction sont associées les trois grandes familles de failles :
une faille normale est divergente (extensive) ; une faille inverse est convergente (compressive) ; un décrochement se traduit par un glissement horizontal de deux plaques (les axes d'extension et de compression sont dans le plan horizontal).
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